UE libre UBO CLIMAT : Passé, présent, futur

UE libre UBO CLIMAT : Passé, présent, futur Nous avons vu que: Le système climatique terrestre est composé de plusieurs sous-systèmes qui interagissent entre eux. Le Soleil est la source d énergie primordiale pour que le système climatique en tant que tel puisse exister. Soleil Rayonnement ondes-courtes Rayonnement ondes-longues Chapitre 3 L atmosphère : enveloppe gazeuse de notre planète Le Soleil, corps très chaud, irradie beaucoup d énergie sous forme d onde électromagnétique à très courte longueur d onde (rayons UV, gamme du visible). Une fraction très petite du rayonnement solaire est interceptée par le sommet de l atmosphère terrestre. Tout en étant petite cette fraction interceptée par notre planète est suffisante pour maintenir un système climatique tel que nous le connaissons. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 1 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 2 Le rayonnement solaire traverse presque intacte l atmosphère terrestre (qui est relativement transparent au rayonnement électromagnétique solaire) et, mis à part une fraction qui est réfléchie par les nuages et la surface terrestre, il est complètement absorbé et réémis par la Terre. Ce phénomène est appelé bilan radiatif terrestre. La Terre est un corps plus froid que le Soleil et émet donc un rayonnement électromagnétique à plus grande longueur d onde que le Soleil. L émission électromagnétique terrestre se fait uniquement dans la gamme de l Infrarouge (IR). L atmosphère n est pas transparente au rayonnement de type IR. Des gaz qui la composent l absorbent et, étant des corps relativement froids, le réémettent sous forme de rayonnement IR tout comme la Terre. Ce phénomène fait augmenter la quantité de rayonnement reçu globalement par la surface terrestre ; la température moyenne de notre planète à sa surface est donc de 15 C et non -18 C; cette température, -18 C, serait celle de notre planète si elle n était pas entourée d une atmosphère telle que la notre. Ce phénomène est connu sous le nom d effet de serre. Les gaz atmosphériques responsables de l absorption et de la ré-émission du rayonnement IR sont appelés gaz à effet de serre. Aujourd hui nous commençons à nous intéresser aux différents sous-systèmes climatiques pour apprendre comment ils fonctionnent et interagissent entre eux et ainsi comprendre le système climatique actuel dans son ensemble pour ensuite pouvoir aborder la signification de ses changements, passé, présent ou futurs. Le premier sous-système que nous abordons, est l atmosphère, réceptacle de tous rayonnements électromagnétiques (solaire et terrestre) et dans laquelle se développent les phénomènes qui définissent le temps météorologique et donc l état climatique. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 3 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 4 1

L atmosphère terrestre Composition et structure Transmission de l énergie solaire au travers de l atmosphère Forme et mouvements de la Terre et distribution du rayonnement solaire à la surface de notre planète L atmosphère terrestre L'atmosphère joue plusieurs rôles : Dans cet «entrepôt», il se produit des actions et elle nous fournit l'air que nous respirons des réactions physiques et chimiques, dont la plupart ses gaz peuvent retiennent altérer la chaleur nos systèmes dont bénéficie climatiques la Terre ou météorologiques. sa couche d'ozone protectrice nous sert d'écran contre le rayonnement solaire nocif. Elle sert de réservoir pour les substances naturelles ainsi que les émissions qui découlent de l'activité humaine S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 5 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 6 L atmosphère terrestre: Le globe terrestre d'un diamètre moyen de 12 750 Km est entouré d'une atmosphère d'environ 1000 Km d'épaisseur Epaisseur Atmosphère ~ 1/10 diamètre de la Terre Très fine pellicule gazeuse qui entoure la Terre Définition L'atmosphère est la pellicule d'air qui entoure notre planète (d'une épaisseur de 1000 Km environ ) et qui permet la respiration biologique et le cycle de l'eau L' atmosphère est faite d'un mélange de gaz et de particules. Vue de l'espace, elle a l'air d'un fin halo de lumière bleue sur un horizon courbe. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 7 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 8 2

L atmosphère : un fluide Qu'est-ce que l'atmosphère? L'atmosphère est la couche d'air qui entoure le globe terrestre. L'atmosphère est un peu comme un océan. Alors que l'océan recouvre une bonne partie des fonds marins, l'atmosphère pour sa part repose sur toute la surface du globe... et nous les humains sommes les "poissons". Du point de vue de la physique, l'atmosphère obéit aux mêmes lois que l'eau puisqu'il s'agit d'un fluide. La seule différence est que la densité de l'atmosphère est plus faible que celle de l'eau. Composition de l atmosphère Gaz stables ou permanents N 2 (78.08%) azote } 99,03% O 2 (20.95%) oxygène A (0.93%) argon Ne, Hé, CH4, H2, Xe (traces) ( Néon, Hélium, Méthane, Hydrogène, Xénon) Gaz instables ou variables H 2 O (0 à 4%) eau CO 2 (0.035%?) dioxyde de carbone O 3, CO, SO 2, NO 2, particules (traces) (Ozone, monoxyde de carbone, dioxyde de soufre, dioxyde d azote) S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 9 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 10 Aérosols atmosphériques Bien qu objets microniques, les aérosols atmosphériques jouent un rôle clé dans le fonctionnement du système terrestre. Environ trois milliards de tonnes de particules sont injectées chaque année dans l atmosphère par des processus naturels (érosion des sols, éruptions volcaniques, embruns océaniques...) ou par les activités humaines (activité industrielle, circulation automobile, feux...). Ces aérosols résident en moyenne une semaine dans la troposphère. Durant cette période, ils absorbent ou diffusent une partie des rayonnements solaires et telluriques (effet direct) ; ils interviennent dans la formation des nuages et influencent leur durée de vie et leurs propriétés optiques (effet indirect). Par ces deux effets, les aérosols affectent de façon significative le bilan radiatif terrestre. Aérosols atmosphériques http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosclim/rechfran/4theme/pagsuiv7.htm htm S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 11 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 12 3

Structure de l atmosphère On évalue la masse de l'atmosphère terrestre à 5,13 10 18 kg, soit environ un millionième de la masse de la Terre (6 10 24 kg). La masse volumique de l'air est toujours décroissante vers le haut ce qui se traduit par une baisse également décroissante de la pression (poids de l'air par unité de surface). On est donc conduit à considérer que telle fraction de la masse totale de l'atmosphère se situe au dessous de telle altitude. Ainsi, la moitié de la masse de l'atmosphère se situe au dessous de 5500 m, les 2/3 au dessous de 8400 m, les 3/4 au dessous de 10300 m, les 9/10 au dessous de 16100 m etc... A très haute altitude (500 à 1000 km), existe une zone de transition entre l'atmosphère et l'espace, zone d'où les molécules peuvent s'échapper vers l'espace sans que des chocs avec d'autres molécules ne les renvoient dans l'atmosphère. On a donc fixé les limites de l'atmosphère à environ 1000 km. Si l'on considère que les neuf dixièmes de celle-ci sont situés dans les 16 premiers kilomètres, elle ne forme donc qu'une mince pellicule gazeuse en comparaison des 6367 km du rayon terrestre. Variation de densité-élévation Pression Masse volumique Distribution des molécules Valeurs petites Valeurs grandes TERRE Structure de l atmosphère L atmosphère est retenue par l attraction terrestre 97% de la masse atmosphérique 29 kilomètres près de la surface L atmosphère «se termine» à ~ 10 000 Km S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 13 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 14 Variation de pression-élévation Supérieure à 99.9% Plusieurs critères selon lesquels l atmosphère pourrait se diviser en couches concentriques verticales Supérieure à 99% réactions chimiques chémosphère (O 3 ) ionisation présence ou absence d ionisation Supérieure à 90% composition chimique N 2 et O 2, Hé, H 2 variation de la température selon l élévation Supérieure à 50% Pression (mb) S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 15 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 16 4

Critères de classification Altitude Milles km Réactions chimiques Ionisation Composition Température Structure de l atmosphère-chimie d Hydrogène 3540 km 600 1000 d Hélium Héterosphèrere Thérmosph rmosphèrere 1125 km 300 100 500 400 300 200 Ionosphère d Oxygène d Azote 200 10 1 100 50 Chémosph mosphère 30 20 10 5 1 Homosphère Mésosphère Stratosphère re Troposphère re Terre 60 d Oxygène et 52 Azote 11 Mésosph sosphère Stratosphère re Troposphère re S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 17 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 18 Structure atmosphère : température Sommet de chacune de ces couches identifié par un changement dans la variation de la température couches de transition Sommet de la troposphère - tropopause Sommet de la stratosphère - stratopause Sommet de la mésosphère - mésopause Pas de limite de la thermosphère pas de thermopause S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 19 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 20 5

Structure atmosphère : température Dans la partie la plus basse de l atmosphère, dans la troposphère, la température la plus haute est près du sol et elle décroît avec l altitude Troposphère Vient du Grec "tropos " changement et de "sphaira" sphère La troposphère est la couche inférieure de l'atmosphère qui est comprise entre le sol et la stratosphère, couche supérieure. Son épaisseur varie selon les latitudes: Elle est plus épaisse au niveau de l'équateur. C'est la zone ou l'on observe le plus de manifestations météorologiques. La troposphère contient la quasi totalité de la vapeur d'eau et les 9/10 de la masse d'air. La température décroît de 6 C en moyenne par Km d'altitude. Elle est traversée par de violents courants verticaux et horizontaux dus aux différences de température. La limite supérieure de la troposphère est appelée la tropopause. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 21 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 22 Troposphère diminution généralisée de la température avec l altitude Troposphère diminution généralisée de la température avec l altitude Elle contient >75% de la masse gazeuse de l atmosphère Réchauffement initié à la surface de la terre Les caractéristiques physico-chimiques de cette enveloppe sont connues grâce à l'utilisation de sondes attachées à un ballon. Ces sondes transmettent des informations radio sur les changements verticaux de pression, de température, d'humidité et de caractéristique des vents. L'épaisseur de cette enveloppe atmosphérique va de 8 Km dans les hautes latitudes à 18 Km au dessus de l'équateur. Son épaisseur varie également en fonction des saisons (maximale en été, minimale en hiver). Altitude moyenne de 11 Km variation spatiale selon la température 8 Km près des pôles 18 Km, près de l équateur Plus élevée en été qu en hiver Éléments du temps présence de H 2 O et courants verticaux S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 23 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 24 6

Stratosphère et ozone Stratosphère C'est la seconde strate de l'atmosphère, entre 11 et 45 Km d'altitude. La caractéristique principale de cette couche est qu'au fur et à mesure qu'on s'élève, la température reste presque constante avant d augmenter après 25 Km d'altitude pour atteindre les environs du point de congélation. Les mouvements de l'air y sont bien moindres. Il s'agit d'un environnement beaucoup plus calme. L'ozone atteint ici une concentration moyenne de 10 ppmv (0,04 ppmv dans la troposphère). Cette molécule absorbe le rayonnement solaire UV de 290 à 320 nm (longueurs d'onde néfastes pour la structure des acides nucléiques cellulaires). Il y a ainsi réchauffement de la stratosphère. La production et la destruction de l'ozone se produit essentiellement dans les hautes altitudes de la stratosphère tropicale, là où le rayonnement UV est intense. Cependant la dissociation de la molécule se produit dans la basse stratosphère, à des latitudes plus hautes que celles où est produit l'ozone. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 25 Mésosphère Dans cette couche atmosphérique nous assistons à une baisse des températures. Cette baisse de température va se poursuivre jusqu'aux limites de la mésosphère, soit environ 80 Km d'altitude. À sa limite supérieure (mésopause) les températures plus froides ( 90o C) S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 27 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 26 Thermosphère Enfin, la thermosphère marque le début d'un accroissement de la température qui se poursuivra jusqu'au début de l'espace. La pression y devient presque nulle et les molécules d'air sont très rares. La mésopause la sépare de la précédente. La température augmente ici avec l'altitude et atteint jusqu'à 10001500 K. Ces températures s'expliquent par l'absorption de l'intense rayonnement solaire (courtes longueurs d'onde) par les molécules d'oxygène et d'azote résiduelles. A 100-200 Km ce sont les composants chimiques majeurs de l'atmosphère. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 28 7

Thermosphère hausse généralisée de la température selon l élévation Aurores boréales (australes) Densités extrêmement basses dominance de O et de N Processus d ionisation: conversion des particules neutres en particules chargées (télécommunications) Rayons x, γ, UV, vent solaire O O + +e - Phénomènes d aurore boréale et aurore australe Provoquées par l'interaction entre les particules chargées du vent solaire et la haute atmosphère, les aurores se produisent principalement dans les régions proches des pôles magnétiques. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 29 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 30 Exosphère L'exosphère est une zone de transition entre l'atmosphère terrestre et l'espace interplanétaire. La frontière supérieure, relativement floue, pourrait s'étendre jusqu'à 10000 Km. Ces photos (prises par la navette spatiale) permettent de repérer les limites de la troposphère, de la stratosphère, de la mésosphère. S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 31 S. Speich - N.Daniault UBO Climat 3_ 32 8